UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
FACULTAD DE FILOSOFÍA Y LETRAS
Departamento de Geografía
Climatología
Carlos E. Ereño – Silvia Núñez
Unidad 2.1
EL BALANCE DE ENERGIA DE LA TIERRA
* EL SOL: FUENTE DE ENERGIA
El Sol, principal fuente de energía de nuestro planeta, es la estrella más cercana a la Tierra. El Sol es el cuerpo dominante del sistema solar, constituyendo más del 99% de su masa completa. Es una esfera de gas luminoso de 1.392.000 km de diámetro. Su masa es de 1,99 × 1033 gramos, unas 743 veces la masa total de todos los planetas del sistema solar o alrededor de 330.000 veces la masa de la Tierra. El sol genera energía mediante reacciones de fusión nuclear. Aunque la temperatura de su núcleo está cercanas a los 15.000.000 K, la temperatura de la superficie del sol (la fotosfera) es de solo unos 5.800 K. En términos de las temperaturas de las estrellas este es un valor promedio, y el Sol es una estrella media en todo aspecto. Es tan solo una de las 100 mil millones de estrellas de la vía láctea.
El Sol es tan macizo que su material constituyente está extremadamente comprimido por la gravedad (la presión del aire es unos 100 mil millones de veces superior a la de la Tierra). Todos los interesantes fenómenos gravitacionales planetarios e interplanetarios son despreciables en compara-ción con la fuerza ejercida por el Sol.
Su estructura es en extremo compleja y es allí donde tienen lugar las reacciones nucleares que son el origen de la energía solar. La energía radiada por el Sol es producida durante la conversión de átomos de hidrógeno (H) a helio (He). Debido a que por el efecto de la intensa presión los átomos están tan estrechamente ligados se funden en una reacción para generar helio y luz, tal como se indica en la próxima figura. Por segundo el Sol gasta 700.000 toneladas de protones (H) de esta manera y solo una pequeña fracción (0,7%) se convierte en luz.
La capa más externa del CUERPO SOLAR es la que, prácticamente, emite casi toda la ener-gía observada. Dicha capa, que se conoce con el nombre de FOTOSFERA, tiene un espesor de ape-nas 200 ó 300 km, esto es, no excede el milésimo del radio solar.
Por encima de la fotosfera se extiende la ATMÓSFERA SOLAR, luminosa y transparente. La primera región se denomina CROMOSFERA y ocupa un espesor del orden de los 15.000 km. En la parte inferior de la cromosfera la temperatura cae a unos 4000 K, para luego volver a aumentar con la altura, a unos 7000 km de altura alcanza una temperatura de unos 8000 K. Durante un eclipse, la cromosfera aparece como un aro rosado.
Por encima de la cromosfera y a lo largo de una extensión de varios millones de kilómetros, se halla la envoltura más externa denominada CORONA SOLAR. La corona es tan clara, como un halo, que solamente se puede apreciar durante un eclipse solar, como en la figura siguiente:
La temperatura de la corona es muy alta, alrededor de un millón de grados, de modo que desde allí se emite radiación de muy corta longitud de onda (rayos X).
Aun no es bien sabido a qué se debe este gran aumento de la temperatura. ¿Cómo puede ser posible que la temperatura de la superficie del Sol sea tan baja, solo 6000 K, mientras la atmósfera exterior es tan caliente? Muy probablemente esto tiene que ver con los complicados campos magnéti-cos solares, pero todavía falta ser demostrado.
Desde la corona se emiten corrientes de partículas solares a temperaturas de alrededor de un millón de grados. Se las conoce como VIENTOS SOLARES y se desplazan a una velocidad de unos 450 km/sg.
En la superficie de la fotosfera suelen aparecer formaciones oscuras conocidas con el nombre de MANCHAS SOLARES. Ellas indican la presencia de procesos eruptivos en la superficie del Sol, durante los cuales se producen desprendimientos de materia solar (ver figura página anterior).
Asimismo, cerca de los bordes del disco solar aparecen formaciones fibrosas y brillantes denomina-das FACULAS. En la cromosfera y en la corona solar aparecen formaciones muy variables conocidas como FLOCULOS, prominencias o protuberancias y llamas cromosféricas. El total de todos estos fenómenos, que están muy interconectados entre sí, constituye la
ACTIVIDAD SOLAR, altamente variable, pero que
obedece a ciclos definidos.
El Sol es una fuente muy estable de energía; su emisión radiativa sobre la Tierra, llamada
constante solar, es de 137 ergios por metro cuadrado por segundo (ergs/m2/sg), o 1,98 calorías por
centímetro cuadrado por minuto (cal/cm2/min) y varía no más del 0,1 %. Superpuesto sobre esta estre-lla estable, sin embargo, existe un interesante ciclo de actividad magnética de unos 11 años, manifes-tado por regiones de intensos campos magnéticos transitorios llamados manchas solares.
Muchos fenómenos que tienen lugar en la atmósfera están relacionados con modificaciones en la actividad solar, especialmente algunos que se manifiestan en la atmósfera superior, tales como ionización, auroras boreales, tormentas magnéticas, etc.
Los distintos procesos que tienen lugar en cada una de las capas solares van acompañados de: (a) emisión corpuscular: se refiere a materia solar que es expulsada fuera del Sol a través de procesos explosivos (erup-ciones) que tienen lugar en sus capas superficiales, conocidas como "manchas solares". La nube corpuscular se desplaza a una velocidad media de 2000 km/sg; luego, tarda aproximadamente unas 20 horas en recorrer los 150.000.000 km que separan a la Tierra del Sol. Ya dentro de la atmósfera terrestre, la trayectoria de la nube corpuscular está definida por el campo geomagnético terrestre: los corpúsculos entran a lo largo de las líneas de fuerza e inciden, finalmente, en ambos polos magnéticos originando, en alturas entre 100 y 1000 km de altura sobre la superficie del pla-neta, fenómenos tales como las auroras boreales, tormentas geomagnéticas y, además, modificaciones en las capas eléctricas de la atmósfera de manera tal que no hay reflexión de las ondas de radio y se cortan las comunicaciones (radio black out).
(b) emisión de energía electromagnética. A la emisión prin-cipal que corresponde a la fotosfera, y que es muy similar a la de un cuerpo negro a 5800 K, se superponen la absorción y la emisión de la cromosfera y de la corona solar. La energía elec-tromagnética emitida se propaga por el espacio interplanetario a la velocidad de la luz (300.000 km/s) y, por ende, llega a la Tierra en tan sólo 8 minutos. A esta forma de transmi-sión de la energía se la denomina RADIACION y se caracteriza por no requerir un medio ma-terial para que se lleve a cabo la propagación (entre la Tierra y el Sol existe una mínima canti-dad de materia, de allí que la radiación tome una relevancia especial) y por la velocicanti-dad de la propagación de la energía.
* LAS LEYES DE LA RADIACION ELECTROMAGNETICA
1. El cuerpo negro
Cuando la energía electromagnética alcanza a un cuerpo cualquiera, parte de ella es reflejada por el cuerpo, parte es absorbida y parte es transmitida, luego de atravesar el cuerpo. El "cuerpo ne-gro" es un material que absorbe todas las radiaciones incidentes sobre su superficie, es decir, nada de refleja ni se transmite. A su vez, a una temperatura dada, la emisión de un cuerpo negro corres-pondiente a cada longitud de onda es la máxima posible. La mayor parte de los sólidos y líquidos se comportan como cuerpos negros. Pero no ocurre así con los gases.
2. La ley de Stefan-Boltzman
Si E es la energía irradiada por cada centímetro cuadrado de un cuerpo negro (radiador
perfec-to) durante 1 segundo, y T es la temperatura absoluta de este radiador: 30
E ~ T4 más exactamente:
E = σ T4 (ley de Stefan-Boltzman)
donde σ = 1.378 × 10-12 cal cm-2 K-4 seg-1 = 5,67 × 10-8 watt m-2 K-4 Ejemplos:
E (300 K) = 453 w m-2 E (200 K) = 90,7 w m-2 De aquí es posible deducir que:
(a) La energía emitida por un cuerpo negro depende de su temperatura absoluta. Cuanto más caliente está, más emite.
(b) A 0 K, la emisión de energía es cero. El espacio interestelar debería tener, entonces, una tem-peratura de 0 K. Sin embargo, como este espacio está ocupado por un gas de bajísima densidad denominado "gas interestelar", su temperatura es de aproximadamente 3 ó 4 K.
(c) Todo cuerpo cuya temperatura supere el 0 K, emite energía electromagnética al medio circun-dante.
3. La ley de Planck
La radiación emitida por un cuerpo negro a una temperatura T, se distribuye sobre distintas longitudes de onda. Su distribución está definida por la ley de Planck:
Eλ = C1λ-5 {EXP[(-C2 / λ T) - 1]}-1 donde: C1 y C2 son constantes
λ es la longitud de onda
Eλ es la energía emitida en la longitud de onda λ
Para una temperatura absoluta T, el espectro de emisión del cuerpo negro tiene la forma de la figura de la izquierda.
4. Variación del espectro de emisión con la temperatura - ley de Wien
El espectro de emisión del cuerpo negro depende de su temperatura, como lo muestra el si-guiente gráfico:
En ella podemos apreciar que:
(a) a mayores temperaturas, el espectro de emisión corresponde a longitudes de onda más cortas; (b) la máxima emisión es mayor a temperaturas mayores.
(c) la longitud de onda en la cual se produce el pico de emisión es menor a mayores temperaturas: λpico× T = 0.2886 cm K (ley de Wien)
5. Emisividad de los cuerpos reales
El cuerpo negro es una hipótesis teórica. En la realidad, ningún cuerpo tiene un comportamien-to idéntico al negro. A manera de ejemplo, se citan a continuación las emisividades de algunos cuer-pos reales, en relación con la del cuerpo negro:
SUSTANCIA EMISIVIDAD (%) Agua 92% a 96% Nieve 82% a 99,5% Arena 84% a 95% Bosques 90% Pradera 90% Piel humana 90% Papel de aluminio 1% a 5% CONCLUSIONES:
Toda materia que no se encuentra en el cero absoluto de temperatura (0 Kelvin) emite energía hacia el espacio circundante, en forma de ondas electromagnéticas. Esta emisión es directamente proporcional a la temperatura del cuerpo: cuanto más caliente está, más emite. Del mismo modo, las longitudes de onda en las cuales se produce la emisión también son función de la temperatura del cuerpo. Cuanto mayor es la temperatura, tanto menor es la longitud de onda de las ondas electromag-néticas emitidas.
Si se sabe que la temperatura de la superficie del cuerpo solar es del orden de los 6000 K y la de la superficie de la Tierra es del orden de 288 K, resulta fácil deducir que el Sol irradiará en longitu-des de onda más cortas que la Tierra. De allí que la radiación solar sea radiación de onda corta mien-tras que la radiación terrestre sea radiación de onda larga.
La radiación solar presenta un pico en la zona media del espectro (λ = 0.475 µ) mientras que la radiación terrestre, mucho más débil, tiene un pico de intensidad en λ = 10 µ y su espectro de emisión oscila, aproximadamente, entre 4 µ y 100 µ (infrarrojo C).
* ENERGIA SOLAR RECIBIDA POR CADA CM2 DE LA TIERRA, EN UN DIA
Sabemos que la constante solar, S0, es el flujo de energía proveniente del Sol que llega al tope de la atmósfera, sobre una unidad de superficie (cm2) ubicada en forma perpendicular a la dirección de los rayos solares, en un intervalo de tiempo (min), cuando la Tierra se encuentra a la distancia media Tierra-Sol. Su valor es de aproximadamente 2 cal/min cm2.
La energía recibida por la Tierra es la que captaría un disco de radio igual al terrestre (6400 km), ubicado a la distancia media Tierra-Sol:
Energía Recibida por la Tierra = π RT2 S0
A su vez, esta energía se distribuye en toda su superficie (esférica). Luego, cada cm2 recibirá: min / 5 , 0 4 min / 2 4 2 2 2 0 2 cm cal cm cal R S R T T ≈ =
π
π
en un día (1440 minutos), recibirá:...720 cal/cm2
* DISTRIBUCION ESPECTRAL DE LA ENERGIA SOLAR
33
La energía electromagnética emitida por el Sol cubre un amplio rango de longitudes de onda que se extiende desde 10-10 cm hasta varias decenas de metros. No obstante, el espectro observado en la superficie terrestre se caracteriza por longitudes de onda que oscilan entre 0,2863 micrones (1 mi-crón = 1 µ = 10-4 cm) y 3.0 micrones. De este espectro, el 9% corresponde a radiación ultravioleta, 45% a luz visible y el 46% restante al infrarrojo.
Los rayos gamma consisten en radiación cósmica y corpuscular procedente del Sol y del espa-cio (estrellas fijas-procesos nucleares). Originan la desintegración del átomo gaseoso en la alta atmós-fera, produciendo electrones y mesones de alta velocidad, así como también rayos gamma que repre-sentan una radiación secundaria.
* LA ATMOSFERA TERRESTRE
La atmósfera terrestre es una envoltura gaseosa que rodea a la Tierra y la acompaña en sus movimientos. Esta envoltura se encuentra "sujeta" a nuestro planeta debido a la presencia del campo gravitatorio terrestre. Se trata de una mezcla de gases que, por lo menos hasta unos 50 - 80 km de altura sobre el nivel del suelo, conserva la siguiente composición en volumen:
Componente Fórmula Concentración (%)
Nitrógeno N2 78,1
Oxígeno O2 20,9
Argón Ar 0,93
Dióxido de carbono CO2 0,035 34
35
Componente Fórmula Concentración (%)
Neón Ne 0,0018 Helio He 0,0005 Metano CH4 0,00017 Criptón Kr 0,00011 Hidrógeno H2 0,00005 Ozono O3 0,000001-0,000004
A esta composición gaseosa, debe sumarse la presencia de partículas sólidas y líquidas en suspensión, que conforman el AEROSOL ATMOSFERICO.
* COMPORTAMIENTO DE LA ATMOSFERA FRENTE A LA RADIACION SOLAR
La radiación de longitudes de onda inferiores a 0.1 micrón (la cual representa 3 partes en 1.000.000) es completamente absorbida por la atmósfera a una altura que oscila entre 80 km y 200 km, produciendo allí el fenómeno de fotoionización de los gases atmosféricos.
La radiación cuya longitud de onda oscila entre 0.1 micrón y 0.1750 micrones (la cual repre-senta 1 parte en 10.000) es completamente absorbida a alturas que oscilan entre 80 km y 150 km, debido a la fotodisociación del oxígeno molecular.
A su vez, entre 30 km y 60 km de altura, tiene lugar la fotodisociación del gas ozono la cual absorbe completamente la radiación de longitudes de onda entre 0.1750 micrones y 0.2863 micrones (la cual representa un 1.75% del total de la energía entrante).
Banda del espectro solar Fracción del total de energía
Capa donde
absorbe Mecanismo de absorción
Fracción absorbida λ < 0.1µ 3:106 80 - 200 km fotoionización Total 0.1 µ ≤ λ < 0.175 µ 1:104 80 - 150 km fotodisociación O2 Total 0.175 µ ≤ λ ≤ 0,2863 µ 1,75% 30 - 60 km fotodisociación 03 Total λ > 0.2863 µ 98% 0 - 10 km vapor de agua 16%
A su vez, la radiación solar de longitudes de onda mayores a 0,2863 micrones (la cual repre-senta un 98% de la energía entrante al sistema) sufre una atenuación debido a la absorción moderada del vapor de agua presente en las capas bajas de la atmósfera (en los primeros 10 km de altura sobre la superficie terrestre. El vapor de agua absorbe en la banda de longitudes de onda comprendidas entre 0,2863 y 2,3 micrones, representando esta absorción un 16% de la radiación solar total, aproxima-damente.
* COMPORTAMIENTO DE LA ATMOSFERA FRENTE A LA RADIACION TERRESTRE
La atmósfera terrestre se comporta como un medio: (a) OPACO (absorción total) para:
Banda Mecanismo de absorción
5.5 µ ≤ λ ≤ 7.0 µ fuerte banda de absorción del vapor de agua (H2O).
12.0 µ ≤ λ ≤ 16.0 µ angosta pero intensa banda de absorción del dióxido de carbono (CO2). λ > 24 µ absorción total por vapor de agua (H2O).
(b) SEMI-TRANSPARENTE (absorción débil o moderada) para:
Banda Mecanismo de absorción
4.0 µ ≤ λ ≤ 5.5 µ absorción por dióxido de carbono (CO2), vapor de agua (H2O) y metano (CH4).
7.0 µ ≤ λ ≤ 8.5 µ absorción por óxido nitroso (N2O) y vapor de agua (H2O).
11 µ < λ ≤ 24 µ absorción por vapor de agua (H2O).
(c) TRANSPARENTE (no hay procesos de absorción) para las longitudes de onda comprendidas entre 8.5 µ y 11 µ. Esta región del espectro se denomina "ventana de la atmósfera". No obstan-te, cabe mencionar la presencia de una angosta pero fuerte banda de absorción del ozono de capas bajas, comprendida entre 9 y 10 micrones. Puesto que este gas siempre se ha encontrado en pequeñísimas proporciones en las capas bajas de la atmósfera, su efecto se ha considerado despreciable. No obstante, en las últimas décadas, su aumento por razones antrópicas ha co-menzado a disminuir la ventana de la atmósfera.
A manera de resumen, podríamos presentar el comportamiento de la atmósfera frente a la radiación solar y terrestre de la siguiente manera:
Componente Filtrado completo Componente Filtrado moderado o débil Transparencia
O2, O3 λ ≤ 0.263 µ CO2, H2O 2.3µ ≤ λ ≤ 3.0µ H2O 5.5µ ≤ λ ≤ 7.0µ CO2, H2O, CH4 3.0µ < λ < 5.5µ CO2 12µ ≤ λ ≤ 16µ N2O, H2O 7.0µ < λ < 8.5 µ H2O λ > 24µ H2O 11µ < λ < 24µ 8.5 µ ≤ λ ≤ 11µ 36
* TOTAL DE ENERGIA IRRADIADA POR LA TIERRA
Considerando a la Tierra un cuerpo negro que emite a 288 k (15°C), la ley de Stefan-Boltzman prevé:
E = σ T4 = 1.378 * 10-12 cal cm-2 seg-1 K-4 * 2884 K4 puesto que un día tiene 86.400 segundos:
E = σ T4 = 1.378 * 10-12 * 86.400 cal cm-2 día-1 K-4 * 2884 K4 = = 11.9 * 10-8 * 2884 cal cm-2 día-1 =
= 11.9 * 10-8 * 69 * 108 cal cm-2 día-1 = = 821 cal/cm2
día
Gracias a los procesos de absorción selectiva y re-emisión de sus gases minoritarios (efecto de
invernadero), la atmósfera devuelve, aproximadamente, unas 692 cal/cm2 día.
* EL BALANCE DE ENERGIA EN EL SISTEMA TIERRA-ATMOSFERA
La radiación solar que llega a la superficie terrestre se encuentra atenuada por diversos proce-sos que se producen a lo largo de su recorrido a través de la atmósfera terrestre. Estos proceproce-sos son: (a) absorción selectiva por los gases atmosféricos (principalmente el oxígeno, el ozono y el
dióxi-do de carbono), el vapor de agua, nubes y partículas en suspensión en el aire;
(b) difusión molecular (o de Rayleigh), debida a las moléculas gaseosas y al vapor de agua;
(c) reflexión difusa, producida por las irregularidades ópticas de las superficies reflectoras: nubes
y suspensiones (aerosoles o turbidez).
Como consecuencia de estos procesos, la radiación solar que llega a la superficie terrestre es igual a:
RADIACION SOLAR GLOBAL = 14% + 26% + 12% = 52% (difusa (directa) (difusa)
por nubes)
Parte de esta radiación (6%) es reflejada por la superficie de la Tierra, sin producir calenta-miento alguno. La proporción reflejada, denominada ALBEDO, depende del tipo de superficie consi-derada (color y textura):
Superficie Albedo
Tierra 8% - 40% (según tipo y estado)
Bosques 10% - 20% (según tipo de árbol y densidad del follaje)
Hierba 25% Ciudades 14% - 18%
Arena 35% - 45% Nieve fresca 75% - 95%
Nieve vieja 50%
Agua en calma 2% - 3% (altura del Sol > 60°) > 40% (altura del Sol ≤ 5°)
El albedo de las nubes depende de su espesor (aumenta con él) y de su tipo. Para una nube de 38
300 m de espesor, su albedo puede variar entre 40% y 73%. Debido a esta variación tan grande, es difícil dar un albedo medio para las nubes. Comúnmente, se suele tomar un valor entre 50% y 55%.
El albedo del sistema Tierra-Atmósfera:
A = ASUELO + AMAR + ANUBES
se suele tomar como del 35%, aunque medidas recientes indican que este valor es excesivo y que el mismo debe oscilar alrededor del 30%. La componente mayor corresponde a las nubes y la menor a la superficie sólida de la Tierra.
Si aceptamos un albedo medio para la superficie terrestre del 12%:
RADIACION SOLAR GLOBAL REFLEJADA POR EL SUELO
ALBEDO = X 100 = 12% RADIACION SOLAR GLOBAL INCIDENTE EN EL SUELO
entonces:
RADIACION SOLAR GLOBAL REFLEJADA POR EL SUELO = 0.12 X 52% = 6% Luego,
RADIACION SOLAR EFECTIVA EN LA SUPERFICIE TERRESTRE = 52% - 6% = 46%
Si consideramos ahora la radiación de onda larga, o terrestre. ésta resulta ser de 821 cal/cm2 día, según la ley de Stefan-Boltzman para un cuerpo negro a 288 k (15°C). Si la referimos al 100% de la radiación solar (720 cal/cm2 día):
RADIACION TERRESTRE % 114 720821 = = RADIACION SOLAR
De este 114%, un 9% se pierde a través de la "ventana de la atmósfera", con lo cual la
atmós-fera terrestre recibe:
105% (radiación terrestre)
19% (radiación solar absorbida por la atmósfera) 4% (radiación solar absorbida por nubes)
24% (calor latente liberado en la condensación del vapor de agua o en la solidificación del agua líquida, en las nubes)
7% (transferencia turbulenta de calor sensible TOTAL 159%
De este porcentaje, un 60% se emite hacia el espacio exterior (emisión de gases - 40% - y nubes -20%) y un 99% se emite en forma de CONTRARRADIACION hacia la superficie terrestre (713 cal/cm2 día), de donde la cantidad total de energía recibida concuerda con la energía emitida.
La superficie de la tierra, por lo tanto, emite 114% y recibe de vuelta desde la atmósfera un 99%, por lo que la radiación neta de onda larga es de 15%, desde la superficie a la atmósfera.
Luego, en la superficie terrestre tendremos: GANANCIA = 46% (radiación solar efectiva)
PERDIDA = 15% (radiación terrestre) + 24% (pérdida de calor latente por evaporación de las aguas y fusión de los hielos) + 7% (transferencia turbulenta de calor sensi-ble) = 46%
EL BALANCE RADIATIVO DEL PLANETA
∗ LA RADIACIÓN SOLAR SIN EL EFECTO DE LA ATMÓSFERA
Veamos, en primer término, cómo se distribuye la radiación solar sobre la superficie terrestre,
en ausencia de la atmósfera (o en el límite superior de la atmósfera) en función de la latitud y de las
estaciones del año, expresada en calorías/cm2.día = langley/día.
Radiación entrante, como función de la latitud y de las estaciones del año. Los valores están calculados para una superficie horizon-tal, en el tope de la atmósfera.
Uno de los elementos fundamentales que determina la cantidad de radiación entrante es la du-ración del día. Es obvio que cuanto mayor es el tiempo en que luce el sol, mayor es la cantidad de radiación que podrá recibir una determinada porción de la tierra. En el ecuador, por ejemplo, la dura-ción del día se acerca a las12 horas en todos los meses, mientras que en los polos varía entre 0 y 24 horas del invierno al verano.
La combinación de todos estos factores se traduce en la configuración de energía solar en la parte superior de la atmósfera que aparece en la figura:
1) la línea "cero" nos indica que, más allá de ella, no hay energía entrante. Allí tendríamos "no-che polar", cosa que ocurre en ambos polos durante los meses de invierno;
2) cuando el Sol está en el hemisferio de verano, los polos son los que más radiación solar reci-ben. CAUSA: duración del día polar = 24 hs;
3) el polo sur recibe, en verano, más que el polo norte. CAUSA: posición aventajada del H.S. durante el perihelio (solsticio estival del H.S.);
4) los dos máximos y los dos mínimos en el ecuador, asociados con los equinoccios (máximos) y con los solsticios (mínimos);
Si observamos lo que ocurre en el promedio anual de radiación entrante en cal/cm2 día (datos correspondientes al HN):
Latitud 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° 80° 90°
Verano 814 900 964 1005 1022 1028 1039 1043 1093 1110 Invierno 869 756 624 480 327 181 51 0 0 0 Suma 1683 1656 1588 1485 1349 1209 1090 1043 1093 1110
Notamos que el ecuador recibe prácticamente lo mismo en una estación u otra del año mien-tras que, en latitudes medias, la energía decrece considerablemente durante el invierno. Esto obedece, sin duda, a la duración del día en los distintos lugares. En el ecuador, durante todo el año, la duración del día y de la noche es de 12 horas, cosa que no ocurre en otras latitudes. Además, el Sol pasa dos veces al año sobre el cenit, durante los equinoccios. En los trópicos, esto ocurre una sola vez al año, durante el solsticio estival de cada hemisferio.
En el promedio anual, las latitudes altas (mayores a 60°) son las que menos reciben, debido a la influencia de la noche polar.
CONCLUSIÓN: en ausencia de la atmósfera, el ecuador es la zona del planeta que más radia-ción solar recibe a lo largo del año.
∗ LA RADIACIÓN SOLAR RECIBIDA EN SUPERFICIE
Si tenemos en cuenta la existencia de la atmósfera, esta distorsiona la entrada de energía proveniente del Sol a través de los fenómenos de ABSORCION (O2 en la termosfera, O3 en la estra-tosfera, polvo atmosférico, gotas de nubes), DISPERSION (gases atmosféricos, partículas de aerosol, gotas de nubes) y REFLEXION. El efecto global de estos procesos ya ha sido analizado en el capítulo anterior, en la figura siguiente se ilustran las distintas influencias que la atmósfera, las nubes y la superficie de la tierra ejercen en la reflexión y absorción de la radiación solar en las diversas latitudes.
La radiación recibida en el límite superior de la atmósfera, como ya se puso en evidencia, pre-senta un máximo en el ecuador y disminuye hacia los polos. La radiación absorbida por la atmósfera también tiene un máximo ecuatorial, pero la absorbida por las nubes es de menor magnitud y no tiene una definida variación con la latitud. La variación latitudinal de la radiación reflejada por las nubes guarda relación con la presencia de estas y la radiación reflejada por la superficie aumenta hacia las regiones polares con mayor albedo.
Como resultado de la influencia de todos estos procesos la superficie de la tierra absorbe una cantidad de radiación variable con la latitud, mayor en latitudes bajas y disminuyendo hacia los polos.
La nubosidad, si es lo suficientemente espesa y completa, puede formar una importante barrera que impida la penetración de la insolación. La cantidad de radiación solar que se refleja depende de la cantidad de nubes existentes y de su espesor, ver la figura siguiente:
Además de impedir la transmisión de la insolación el efecto de la nubosidad opera en sentido contrario, ya que una capa de nubes retiene la mayor parte del calor que, de otro modo sería perdido por la tierra en forma de radiación a lo largo del día y de la noche.
Este importante papel de las nubes afecta la variación diaria de la temperatura en superficie, evitando máximas altas durante el día y mínimas bajas durante la noche.
Ya hemos discutido que distintas partes de la superficie terrestre reciben distintas cantidades de insolación. Un factor que controla este efecto es la época del año: se recibe más insolación en el verano que en el invierno por la mayor altura del sol y la mayor duración de los días.
La Figura siguiente nos muestra cómo se distribuye la radiación global (directa más difusa) sobre la superficie terrestre, expresada en kilocalorías/cm2.año = kilolangley/año.
Notemos que son los trópicos los que más reciben en el promedio anual. Ello obedece, fun-damentalmente, a la escasez de nubes y turbiedad en los trópicos, con lo cual se reduce la reflexión y absorción por nubes, y la absorción por polvo atmosférico.
Si tenemos en cuenta, además, que la tierra emite radiación de onda larga, debemos conside-rar otros fenómenos adicionales que alteran la ganancia radiativa en la superficie terrestre.
La atmósfera terrestre es prácticamente opaca a la radiación de onda larga terrestre. El vapor de agua, el CO2 y el O3 son importantes absorbentes selectivos de esta radiación. De este modo, la atmósfera deja pasar a la mayor parte de la radiación solar de onda corta pero captura, e irradia nue-vamente hacia la superficie terrestre (CONTRA-RADIACION), la mayor parte de la radiación de onda larga proveniente de la Tierra, generando un efecto protector del enfriamiento denominado
EFECTO DE INVERNADERO.
Si se balancean la radiación solar entrante y la radiación saliente:
Q : radiación efectiva - radiación saliente
rad. directa + difusa - albedo rad. terrestre - contra-radiación (onda corta) (onda larga)
obtendremos la cantidad de energía disponible en la superficie terrestre, para ser empleada en distintos procesos. Los más importantes son :
(a) transmisión del calor hacia el centro de la tierra (despreciable en continentes pues la tierra es mala conductora del calor);
(b) calentamiento del aire por calor sensible;
(c) entrega de calor latente (muy importante en los océanos, donde se produce evaporación); (d) consumo de calor para derretir hielos o nieves.
Si observamos la Figura referida al balance de radiación en la superficie terrestre según Budy-ko, puede notarse:
(a) en ambos hemisferios, las latitudes superiores a 45° presentan un balance negativo durante el invierno.
CAUSAS: mayor duración de la noche con respecto al día, rayos solares inclinados con res-pecto al zenit, efecto de contrarradiación pobre debido al bajo contenido de vapor de agua en latitudes altas.
(b) la máxima radiación neta se produce en los meses de verano. Durante esta estación del año, los centros de máxima se encuentran sobre los trópicos y no sobre el ecuador.
CAUSAS:
1) durante el verano de cada hemisferio, los rayos solares inciden perpendicularmente sobre los trópicos, lo cual no ocurre en las restantes latitudes;
2) la radiación solar directa es más importante sobre los trópicos que sobre el ecuador, debido a la falta de sistemas nubosos.
3) la inmigración aparente del Sol sobre el zenit es relativamente más rápida durante su paso sobre el ecuador, pero su velocidad disminuye a medida que se aproxima a los trópicos.
4) durante el verano de cada hemisferio, los días son más largos en el trópico que en el 44
ecuador.
(c) sin embargo, en el promedio anual encontramos:
Latitud 30º N 0º 30º S
Radiación anual (Ly/día) 226 257 230
O sea, el ecuador es la región del planeta que, en el promedio anual, tiene mayor ganancia de energía.
CAUSAS:
1) importante efecto de la contrarradiación en el ecuador;
2) el "peso" del invierno en los trópicos, con rayos solares más oblicuos y noches más largas que los días. Además, puede observarse en la tabla anterior que, a los 30°, el H.S. recibe más que el H.N., debido a su posición preferencial durante el perihelio.
Si observamos la Tabla siguiente, la que nos da los promedios anuales de insolación e irradia-ción para distintas latitudes, en cal/cm2.min, puede verse que la radiación neta es positiva en latitudes bajas y es negativa en latitudes altas.
Latitud N
Autor 0-10 10-20 20-30 30-40 40-50 50-60 60-90
A = INSOLACIÓN (cal cm-2 min-1)
0.33 0.34 0.34 0.30 0.24 0.19 0.11 Simpson
Baur y Philipps
0.36 0.35 0.34 0.30 0.24 0.18 0.13
B = IRRADIACIÓN (Tierra – Atmósfera)
0.27 0.29 0.30 0.29 0.27 0.26 0.26 Simpson
Baur y Philipps
0.30 0.30 0.30 0.29 0.27 0.25 0.24
DIFERENCIA = A – B = Radiación Neta
0.06 0.05 0.04 0.01 -0.03 -0.07 -0.15 Simpson
Baur y Philipps
0.06 0.05 0.04 0.01 -0.03 -0.07 -0.11
Promedios anuales de la insolación e irradiación en las diferentes latitudes, en
(cal.cm-2.min-1), según Baur, Philipps y Simpson.
Esto parecería indicar que las latitudes bajas deberían estar calentándose continuamente, y las latitudes bajas enfriándose constantemente. Ello no ocurre gracias al transporte meridional de calor desde el ecuador hacia los polos, el cual se realiza fundamentalmente mediante la circulación general y las corrientes marinas.
Este efecto puede apreciarse en la Tabla siguiente en la cual se cotejan las temperatura medias anuales que deberían existir en las distintas latitudes de acuerdo al balance de radiación (T. Solar), y las realmente registradas.
Puede notarse:
(a) que las temperaturas medias anuales reales en latitudes bajas son menores que las temperaturas 45
medias anuales solares, en ambos hemisferios;
(b) que la temperatura medias anuales reales en latitudes altas son mayores que la temperaturas medias anuales solares, en ambos hemisferios;
(c) en general, el H.S. presenta temperaturas medias anuales más bajas que el H.N., a pesar de recibir más radiación neta en el promedio anual;
CAUSA: como el H.S. es un hemisferio en el cual predomina las aguas, la cantidad de calor provisto por la radiación neta es empleada, en su mayor parte, en forma de calor latente de va-por de agua, en los procesos de evava-poración.
. Latitud 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° 80° 90° T. Solar (T) 32.8 31.6 28.2 22.1 13.7 2.6 -10.9 -24.1 -32.0 -34.8 H.N. (TN) 26.2 26.7 25.3 20.3 14.1 5.8 -1.1 -10.7 -17.2 -22.7 H.S (TS) 26.2 25.3 22.9 18.4 11.9 5.8 -3.4 -13.6 -27.0 -33.1 (TN+TS)/2-T -6.6 -5.6 -4.1 -2.7 -0.7 3.2 8.7 12.0 9.9 6.9
Temperaturas verdaderas y solares de los círculos de latitud, en el promedio anual, según MILANKOVITCH.
En la Figura siguiente se ilustra el monto de transporte requerido para compensar estas dife-rencias.
Este transporte de calor hacia los polos es realizado por medio de la atmósfera y los océanos
Ilustración meridiana del equilibrio existente entre la radiación procedente del sol y la emitida por la tierra y la atmósfera (datos de Houghton); las zonas de superávit t déficit constantes se man-tienen en equilibrio por el transporte de energía hacia el polo.
y se estima que la primera transporta aproximadamente dos tercios del total. El transporte horizon-tal (advección de calor) tiente lugar tanto en la forma de calor latente (es decir, vapor de agua que se condensa luego) como de calor sensible (es decir, masas de aire caliente). Varía en intensidad según la latitud y la estación del año.
La última figura muestra la contribución media anual a la transmisión de calor de los tres mecanismos.
El coeficiente de transferencia máximo corresponde a la faja situada entre 35º y 45º de
lati-A. Balance neto de radiación para la superficie terrestre (radiación entrante procedente
del sol menos energía transmitida a la atmósfera en forma de radiación de onda larga); para la atmósfera (radiación entrante procedente del sol menos energía saliente en forma de radiación de onda larga) y para la totalidad del sistema tierra-atmósfera. B. Distribución media anual según la latitud de los componentes del transporte de energía hacia el polo en el sistema tierra-atmósfera (de Sellers)
tud de ambos hemisferios, aunque las distribuciones para cada componente difieren mucho de uno a otro. El transporte de calor latente, que tiene lugar casi por completo en los dos o tres kilómetros inferiores, es consecuencia de la existencia de cinturones hemisféricos de viento, localizados a ambos lados de las zonas subtropicales de alta presión (se verán detalles más adelante). La más importante transmisión de calor sensible en sentido meridional tiene un doble máximo en sentido latitudinal y también vertical, con un máximo cerca de superficie y a 200 hpa aproximadamente. El transporte en altura es particularmente importante sobre la zona subtropical, mientras que el máxi-mo primario sobre los 50 a 60º N está relacionado con la posición media del frente polar.
La intensidad del flujo de energía hacia los polos está estrechamente ligada al gradiente me-ridional (en dirección Norte Sur) de temperatura. En invierno, este gradiente de temperatura es máximo y, por consiguiente, también resulta máxima la circulación atmosférica de aire.
Cabe tener en cuenta que los valores latitudinales medios del balance de calor estudiados su-fren grandes variaciones en el espacio, lo que será discutido en detalle más adelante.
